Лекция 13

ЛЕКЦИЯ 13. ИСТОРИЧЕСКАЯ ГЕОХИМИЯ

Всегда ли все процессы, которые мы с вами рассматривали в течение этого семестра, имели место? Проистекали ли они с одной и той же скоростью? А, может быть, такие распространенные явления, как садка карбонатов в океане либо гранитизация на континентах подменялись ранее каким-либо иным процессом? Ответы на эти вопросы дает историческая геохимия.

Для начального периода жизни Земли характерны сравнительно быстрый разогрев Земли, интенсивная вулканическая деятельность и выброс летучих. Происходило формирование океана по мере того, как конденсированные пары воды концентрировались на земной поверхности. Сиалическая кора только зарождалась, поэтому рельеф Земли мог напоминать лунный. Континентов не существовало. В составе газов присутствовали CH₄, NH₃, H₂S, CO₂, H₂, HCl, HF, HBr и др. Таким образом, атмосфера, в которой частично накапливались эти соединения (основная масса растворялась в водах первичного океана), отличалась исключительно восстановительным характером. Масса ее была ничтожно мала по сравнению с современной.

Океан из-за высокой концентрации кислых газов, растворившихся в его массе (такие элементы, как хлор, бром, бор, до сих пор сохраняются в солевом остатке океанической воды в количествах, превышающих возможное их поступление при выветривании горных пород), должен был оказывать сильное воздействие на вмещающие породы, выщелачивая из них катионы. Можно сказать, что если анионы в океане возникли за счет дегазации Земли, то катионы появились в ходе дальнейшего выветривания горных пород, происходившего в начале крайне медленно.

Единственным источником свободного кислорода (правда, ничтожных его количеств) служили реакции фотодиссоциации молекул Н₂О и СО₂ на значительных высотах в атмосфере под влиянием солнечного излучения. Однако этот кислород полностью расходовался на частичное окисление CH_4, NH₃ и других газов и не мого создать в тот момент ни озонового экрана, ни свободных молекул кислорода. Атмосфера носила восстановительный характер довольно долго.

Где и когда первичные атмосфера и океан стали приобретать черты, близкие к их современному состоянию? Рассмотрим для этого характер седиментационных процессов в докембрии. Необратимость процессов осадконакопления в ходе геологической истории хорошо показана в работах Н.М.Страхова.

Земля за время своего существования должна была накопить огромную толщу осадков, а это значит, что материал поверхностного слоя планеты неоднократно проходил через весь цикл: денудация – снос – осадконакопление – метаморфизм – магматизм – денудация, испытывая при этом неоднократную дифференциацию и имея возможность резкого разделения и локальной концентрации не только главных породообразующих, но и редких и рассеянных элементов.

В раннем докембрии состав осадочно-метаморфических комплексов характеризуется преимущественным развитием основных и ультраосновных эффузивов, измененных базитов, спилитов, в большинстве случаев превращенных в амфиболиты, переслаиваемых с толщами железистых кварцитов, туфогенных песчаников. Для этого времени наиболее характерно накопление эффузивов и кластических туфогенных пород, постепенно сменяемых хемогенными осадками в виде сидеритовых и других образований, превращенных в результате последующего метаморфизма в железистые кварциты. Именно этот последний процесс явился главным в последующей истории нижнего протерозоя, когда в результате интенсивного выветривания и денудации основных эффузивов архея началось формирование железистых толщ. Одновременно возрастает роль органического вещества, представленного в настоящее время графитсодержащими сланцами, появившимися в том же нижнем протерозое.

Присутствие значительного количества кварцитов, кварц-биотитовых и амфибол-биотитовых сланцев указывает на присущую нижнему протерозою особенность – появление толщ, по химическому составу весьма близких к гранитам. Это обстоятельство, вероятно, явилось причиной того, что в течение последующей геологической эпохи доминируют главным образом интрузии гранитного состава, охватывающие огромные территории нижнепротерозойских геосинклиналей.

В процессе осадкообразования в рифее заметно увеличивается значение хемогенных и главным образом биогенных факторов седиментации, т.е. в рифейских толщах преобладающее значение приобретают карбонатные и песчано-глинистые породы. Заметно возрастает компонент С_орг. Лишь в нижнем рифее еще отмечается присутствие железистых кварцитов, исчезающих из геологической истории в последующие эпохи.

Столь разительный перелом в характере осадкообразования в начале рифея по сравнению с более ранним временем обусловлен в первую очередь тем, что к этому моменту на возникших докембрийских территориях образовался мощный слой нижнепротерозойских осадков, в значительной степени гранитизированных.

Денудация, размыв и переотложение этих толщ способствовали дальнейшей дифференциации вещества, а также приводили к все большему обогащению осадков кремнезем-глиноземистым и карбонатным материалом. Вторым не менее важным фактором оказалась возрастающая роль процессов жизнедеятельности различных организмов. Если в архее отмечается лишь появление простейших организмов, то к началу рифея фиксируется реальная область биосферы, в пределах которой осадконакопление во многом связано с жизнедеятельностью простейших организмов.

Какова же судьба океана и атмосферы в то время? Начальный период в жизни Земли, в течение которого происходила конденсация газов и паров на ее поверхность и формирование океана, продолжался, по мнению Страхова, не более 500 млн. лет. Маловероятно, что в архее произошли существенные изменения объема океана.

Явно замедленный темп выветривания пород основного состава в самом раннем докембрии, присутствие в составе детрита базальных толщ нижнего протерозоя окатанной гальки сульфидов и уранитов – минералов, весьма нестойких в окислительной среде, – все это свидетельствует о том, что своеобразие первичной атмосферы сохранялось по крайней мере 1000-1500 млн. лет спустя после образования Земли и сказалось даже на солевом остатке океанических вод, в которых отсутствовали сульфаты. Впервые сульфаты появляются в верхнем рифее (1000 млн. лет назад) в виде первичных скоплений гипса и ангидрита. Это послужило указанием на то, что кислород в атмосфере, до этого момента отсутствовавший, теперь уже появился во вполне реальных количествах.

Развитие железистых пород в начале нижнего протерозоя, которому предшествовало возникновение массовых кор выветривания, открыло начало новой эпохи седиментации в докембрии. Эта смена характера осадкообразования, отмечаемая в различных частях планеты одновременно, могла быть вызвана лишь какими-то глобальными событиями, изменениями условий седиментации на всех континентах. К такого рода явлениям может быть отнесено радикальное изменение состава атмосферы.

По-видимому, именно количественное возрастание свободного кислорода в атмосфере в результате фотосинтеза привело к последующему массовому выпадению гидроксидов железа на значительных площадях нижнепротерозойских бассейнов.

Материалы Криворожского бассейна и других железорудных провинций нижнего протерозоя указывают на определенную ритмичность, выразившуюся в смене железистых пород слюдяно-амфиболовыми сланцами, возможно, указывавшими на колебание атмосферного режима планеты в этот период ее геологической истории. Смена восстановительных условий окислительными вызвала резкое падение подвижности железа, массовое выпадение его в виде гидрата окиси, чем и объясняется железорудный характер нижнепротерозойский формаций.

В результате устойчивого появления свободного кислорода в атмосфере, резко возросла концентрация углекислоты, вызвавшая массовое образование карбонатных толщ в конце нижнего протерозоя. Тесно связанная с этим эволюция хлоридно-солевого остатка океанической коры, по Страхову, свидетельствовала об уменьшении роли вулканических эксгаляций и о возрастающем значении процессов выветривания.

По-видимому, почти одновременно с железом из океанической воды исчезли значительные массы кремния и бора. Осаждение кремния было связано с появлением первых организмов, использовавших его для строительства своих панцирей и губок. Бор сорбировался в первых глинистых толщах.

Резкое вытеснение азотом и кислородом углекислоты из атмосферы к концу докембрия, обусловленное развитием жизни, привело к появлению сульфатов и к заметному снижению в дальнейшем количества карбонатных фаций.

Переход к палеозою совпал с существенным изменением вод океана, превратившихся из хлоридно-карбонатно-сульфатных в хлоридно-сульфатные, не способствовавшие переносу таких элементов, как железо и марганец.

О характере атмосферы и вод древнего океана можно судить на основании ничтожного фракционирования изотопов серы в начале нижнего протерозоя, определявшемся, вероятно, весьма незначительным содержанием сульфатов в океанической воде. К концу нижнего протерозоя фракционирование изотопов серы в сульфидах осадков и соответственно в сульфатах океанической воды достигло современного уровня.

Историю магматизма можно разделить на два этапа по отношению к истории Земли – ранний, дорифейский, неоднократно возобновлявшийся, отличающийся сравнительно равномерным глобальным распределением, и поздний, начинающийся в рифее с периода относительного покоя, когда в развитии магматизма доминирует асимметричное расположение его очагов в различных континентах и отмечается несовпадение во времени его максимумов в разных частях поверхности суши.

Тектоническая история земной коры подтверждает высказанную Вильсоном идею о возникновении платформ в результате разрастания их вокруг первичных ядер за счет более молодых геосинклиналей. Рост континентов служил мерилом расширения Земли и сопровождался постепенным замедлением роста океана. Абсолютного поднятия уровня океана не происходило, поскольку сами океанические впадины в результате расколов, сопровождавшихся их раздвижением, представляли собой постепенно разраставшиеся чаши, края которых со временем захватывались новообразующимися частями континентов. Происходил не дрейф континентов, а постепенное раздвигание их по мере увеличения земного радиуса.

Образование и эволюция биосферы. Длительные поиски наиболее древних остатков жизни привели к обнаружению ископаемых организмов, сохранившихся в формациях Фиг Три (Южная Африка) возрастом около 3500 млн. лет и Ганфлинт (оз. Верхнее, Канада), датированных 2700 млн. лет.

Достаточно закономерно подобные находки встречаются в толщах нижнего протерозоя, а начиная с рифея выявлено более 25 форм строматолитов, на основании распространенности и эволюции которых в настоящее время принято трехчленное деление рифея. Следовательно, жизнь на Земле должна была появиться не позже 3500 млн. лет назад.

А.П.Виноградов, исследуя углистые хондриты, обнаружил в них сложные радикалы углеводородов, аминовые группы. Он предположил, что такие соединения возникли под воздействием быстрых нейтронов и протонов космического происхождения на отдельные соединения типа CH₄, NH₃, S, которые могли присутствовать в метеоритах. Эксперименты, проведенные в лабораториях, дали подобные результаты.

Отсюда был сделан вывод, что в ранний период существования Земли, когда газовая оболочка планеты была сравнительно мала, а озоновый экран не существовал, Земля подверглась достаточно интенсивной «атаке» космического излучения. Изобиловавшие на Земле соединения типа CH₄, NH₃, H₂, H₂S, CO₂, H₂O, вероятно, могли реагировать на них точно так же, как вещество углистых хондритов, образовав сложные соединения углеводородов – матрицу, в которой могла возникнуть жизнь.

Дальнейшее развитие жизни вначале происходило в океане. Первоначально анаэробная жизнь постепенно превратилась в аэробную. Атмосфера того времени содержала 1/1000 от современной концентрации кислорода.

Следующим шагом в эволюции жизни был переход в начале палеозоя от брожения к энергетически более выгодному дыханию.

Все усложняющиеся формы обмена живого вещества с косным субстратом планеты сопровождались не только эволюцией его видов, но и все возраставшим потреблением различных элементов, по мере того, как они становились доступными для организмов.

В древних сине-зеленых водорослях роль катализатора в реакциях фотосинтеза играло железо; с конца рифея эти функции приняла на себя медь, а в бурых водорослях, перекочевавших в среднем палеозое на сушу, уже важную роль играл цинк.

В настоящий момент на нашей планете 10¹³ т живого вещества; 99% этого количества связано с водорослями и растениями. Ежегодно этой массой живого вещества концентрируются около 10¹¹ т углерода, 10⁸ т марганца, железа, меди и цинка и 10⁸ т никеля и молибдена.

С появлением первых животных в кембрии начался дальнейший этап усложнения жизни. Три крупных регрессии океана в конце силура, перми и мела, сопровождавшиеся незадолго до этого затоплением континентов, вызвали серьезные изменения в составе биосферы. Так, с концом силура исчезла большая часть трилобитов, граптолитов, цистоидей. В конце перми окончательно вымерли трилобиты и амфибии. Зато появились гигантские рептилии, белемниты. Возникновение гигантских ящеров с мощными скелетами и панцырями некоторые исследователи связывали с обилием небольших солеводных бассейнов осушившегося континента и достаточного количества доступного карбоната кальция, который мог быть легко усвоен организмами.

И, наконец, в конце мела произошло быстрое и полное вымирание аммонитов и белемнитов, исчезновение брахиопод и значительной части рептилий. Зато в это же время появляются млекопитающие и покрытосеменные растения.

Во всем этом многообразии жизни один фактор сыграл главенствующую роль – участие в этом процессе континентов. До тех пор, пока континенты были незначительны и жизнь развивалась главным образом в океане, солевой состав которого отличался постоянством и сравнительно мало менялся во времени, эволюция сине-зеленых водорослей шла исключительно медленно. Однако, начиная с кембрия, по мере того как обширные континенты были осушены и их территории стали ареной жизни, возникли новые ветви эволюции, завершившиеся появлением человека.

Перенесение массы жизни из океана во внутренние моря имело большое значение. Остатки животных и растительных организмов, огромные скопления углей, углистых сланцев, нефтей и просто осадочных пород, содержавших незначительные скопления органических веществ, стали важным фактором рудообразования. Их роль концентратора рудных компонентов, улавливателя потока рудных составляющих на пути миграции денудируемых частей континентов в океан оказывается огромной. Возникает новая форма концентрации рудных компонентов, ничтожная по абсолютным содержаниям, но огромная по запасам.

Геохимическая эволюция процессов рудообразования.

Сопоставление рудных месторождений разного возраста приводит к выводу о неравномерности распределения рудных эндогенных залежей во времени и, более того, к преимущественным эпохам месторождений того или иного элемента.

Эти особенности рудообразования тесно связаны с общими законами эволюции процессов седиментации и вулканизма, поэтому рассмотрим отдельно основные металлы, создававшие свои концентрации в докембрии и фанерозое, часто различного типа в соответствии с меняющимися условиями их появления.

Золото образует наиболее древние залежи из всех известных месторождений полезных ископаемых. Самые крупные из них – Иеллоунайф в Канаде (2600 млн. лет), Колар в Индии (3100 млн. лет), Гранж-Майн в Бразилии. Эти месторождения, связанные с зеленокаменными толщами архея, являются результатом интенсивного изменения основных пород, отличавшихся повышенным содержанием золота. В более юные эпохи, когда появились массовые остаточные месторождения золота в виде россыпей, эндогенные рудопроявления все больше стали ассоциироваться с гранитами, поскольку возникавшие исключительно за счет расплавления земной коры магмы в некоторых случаях обогащались золотом и порождали связанные с ними полиминеральные месторождения.

Железо – элемент, тесно связанный с океаном, в котором оно долгое время играло роль солевого остатка в виде Fe(HCO₃)₂. После усиления роли кислорода в атмосфере и окисления железа до трехвалентного состояния оно выпало в осадок, создав колоссальные залежи в нижнем протерозое (Кривой Рог на Украине, Курская магнитная аномалия в России, Минас Жераис в Бразилии и др.). Одновременно с железом в этот период выпадало большое количество кремнезема, поскольку до того, как возникли радиолярии, губки и другие организмы, потреблявшие кремнезем, его количества в морской воде были значительно большими и садка кремнезема носила такой же хемогенный характер, как и железа.

В дальнейшем появление железорудных скарнов происходило при явном влиянии вмещающих пород, содержавших либо сидеритовые, либо шамозитовые пласты. Однако былого размера рудные залежи в последующие эпохи не достигали.

Месторождения урана можно разделить на две группы: осадочные и гидротермальные. Месторождения ураноносных конгломератов, представляющих собою осадки пролювиальных равнин, которые обогащены органическим веществом, отличались многократным переотложением материала в последующие периоды, поэтому содержат уран в составе сульфидного цемента в виде включений настурана.

В месторождениях Витватерсранда (Африка, 2700 млн. лет) урановое оруденение было ассоциировано с золотом и платиноидами, выступавшими в виде эпигенетической минерализации. Одним из непременных условий образования месторождений подобного типа было существование мощной коры аридного выветривания, предшествовавшей формированию залежей. Иначе говоря, осадочные месторождения урана в нижнем протерозое являются единственной формой его концентрации. Более или менее существенные гидротермальные урановые месторождения аналогичного возраста неизвестны. Более того, первые достаточно крупные урановые месторождения постмагматического типа появились лишь 1900 млн. лет назад. Начиная с этого времени наиболее значимые урановые месторождения оказываются приуроченными к тектоно-магматическим эпохам, отличающимся максимальной активностью в определенных континентах, там, где они проявились особенно интенсивно. Так, например, для Канады характерны месторождения, датированные 1800 млн. лет (Атабаска), для Австралии – 1700 млн. лет (Радиум-Хилл), для Северо-Американской платформы – 1100 млн. лет (Гренвилл), для Африки – 620 млн. лет (Катанга), для Европы – 280 млн. лет (группа герцинских месторождений, Иоахимсталь).

Кроме того, в более древних месторождениях осадочного типа всегда появляется минерализация, связанная с влиянием последующих процессов переотложения, порожденных более поздним магматизмом в этом же регионе. Так, в Витватерсранде это эпоха около 2000 млн. лет. Ряд явно гидротермально-метасоматических месторождений урана также несет на себе следы влияния более древних продуктивных формаций урана, за счет которых они, по-видимому, возникли. Эти продуктивные толщи подвергаются интенсивному воздействию растворов в момент формирования руд более юного возраста. Ярким примером таких залежей являются метасоматические тела месторождения Шинколобве (Центр. Африка) в магнезит-доломитовых породах, возникшие под тектоническими зонами, выполненными брекчиями, сравнительно плохо дренируемыми. Представленные урановой смолкой, молибденитом, сульфидами никеля и кобальта, эти тела размещались в верхнем структурном этаже над залегавшим ниже продуктивным медно-урановым поясом южного Роана.

Исследование всех известных свинцовых месторождений показало, что крупнейшие месторождения свинца начали возникать около 1700 млн. лет назад, при этом почти одновременно в разных частях земного шара. Так, например, месторождение Сулливан в Канаде возникло около 1600 млн. лет назад, месторождение Завар в Индии – около 1500 млн. лет, месторождение Брокен-Хилл в Австралии – около 1700 млн. лет назад. Свинец крупных месторождений накапливался одновременно с осадками. Образование месторождений в подобных продуктивных горизонтах могло происходить в любое более позднее время под влиянием интрузий.

Появление крупных месторождений подобного типа связано с общим моментом осадочной дифференциации земной коры и датируется началом рифея. В дальнейшей истории Земли наряду с теми же способами образования месторождений появляются залежи, обусловленные селективным выносом радиоактивного свинца из пород, приводившим к появлению месторождений многофазного сложного изотопного состава свинца.

Медь явилась также весьма характерным элементом рудных месторождений двух типов – осадочного и магматического, - развитых в различные эпохи. Примером первого типа являются Удоканское месторождение в Забайкалье (2500-1900 млн. лет), Медный пояс в Замбии (600 млн. лет) и Мосабони в Индии (1600 млн. лет). Подобные месторождения отличаются исключительной выдержанностью по простиранию и низкими содержаниями меди. Господствующая теория образования подобных тел указывает на восстановление сульфидов меди из сернокислых растворов в условиях восстановительного прибрежного бассейна, заполненного органическим материалом. В подобном бассейне медь явилась самым первым компонентом, осаждавшимся в виде сульфида.

Магматические рудопроявления меди связаны с интрузиями гипербазитов на северо-востоке Канады, в Чили, Бразилии, Индии, Казахстане. Подобных месторождений сравнительно немного.

Геохронологические данные определенно свидетельствуют о том, что образование металлогенических провинций начинается с накопления осадочной продуктивной толщи. Вероятно, этим объясняется возникновение металлогенических провинций с повышенной распространенностью каких-либо редких элементов (рениевые, германиевые). Причину их появления следует искать в особых климатических и геологических, а также геохимических условиях осадкообразования в период, предшествовавший эндогенному рудообразованию. В дальнейшем, если возникший продуктивный горизонт в процессе последующей магматической деятельности или метаморфизма станет зоной просачивания эндогенных растворов, он может оказаться причиной возникновения рудных тел.

Краткий обзор металлогении лишний раз показывает важность выявленных черт эволюции земной коры, ибо эта эволюция, в первую очередь процессов осадкообразования, глубоко затронула характер распределения в породах рудных элементов. Распределение рудных элементов, в свою очередь, подверглось сильному влиянию развития жизни на Земле. Биосфера вызвала в ряде случаев полную смену условий концентрации отдельных элементов: так, ванадий, ранее накапливавшийся в магматических телах в составе магнетитов и титаномагнетитов, приобрел новую форму концентрации в нефтях и углях; германий, обнаруживаемый в докембрии в составе железистых кварцитов, где он изоморфно замещал двухвалентное железо, стал в фанерозое сам образовывать крупные месторождения в каустобиолитах либо в колчеданных месторождениях явно биогенного генезиса.

Таким образом, рудообразование во многом явилось следствием биологической эволюции нашей планеты, в свою очередь во многом определявшейся растущей асимметрией в геохимическом распределении и накоплении элементов в земной коре со временем.

Чтобы понять ход геохимических явлений в прошлом, необходимо обратиться к изучению в историческом разрезе факторов миграции химических элементов. Как известно, факторы миграции делятся на внутренние, связанные со свойствами атомов и их соединений, и внешние, определяющие обстановку, в которой находятся эти атомы и их соединения.

Действительно, такие важнейшие свойства элементов, как заряды ядер их атомов, валентности и радиусы ионов и атомов, в ходе геологической истории нашей планеты остаются, очевидно, постоянными, что обусловливает и стабильность определяемых ими химических и физических свойств соединений этих элементов. С течением времени меняются, правда, атомные веса радиоактивных и радиогенных элементов, особенно урана, тория, калия, свинца, гелия и аргона, что связано с изменением их изотопного состава, однако эти изменения, как известно, очень слабо отражаются на химических свойствах элементов, в первую очередь, определяющих их способность к миграции.

Следовательно, внутренние факторы миграции химических элементов в ходе геологической истории Земли были в пределах устойчивости этих элементов такими же, какими мы наблюдаем их и сейчас, так как они являются отражением строения атомов, в первую очередь их внешних электронных оболочек, которое для каждого элемента, очевидно, постоянно.

В отличие от внутренних, внешние факторы миграции химических элементов в ходе геологической истории Земли существенно менялись и меняются до сих пор. При этом важно отметить, что некоторые из этих изменений не имеют в ходе геологической истории Земли определенной направленности, меняя как свою величину, так и знак: таковы, например, суточная температура земной поверхности или состав подземных вод, движущихся среди различных пород и обогащающихся то одними, то другими элементами. Однако наряду с подобными изменениями имеются и другие, которые имеют явно полярный, направленный в геологическом времени характер, в результате чего геохимические условия на Земле в различные периоды ее жизни становятся существенно иными.

Эволюция кларков элементов. В настоящее время не подлежит никакому сомнению тот факт, что как абсолютные, так и относительные количества слагающих Землю элементов в ходе ее истории существенно менялись. Эти изменения, с одной стороны, связаны с материальным обменом, существующим между Землей и космосом, с другой стороны, обусловлены процессами внутриядерных превращений, совершенно точно установленных для ряда химических элементов и предполагаемых для других.

Земля обменивается своими химическими элементами с космосом. Это в свое время убедительно обосновал Вернадский. Наша планета получает из космоса химические элементы вместе с метеоритами, метеорной пылью и космическими лучами. Масса вещества, выпадающего сейчас в форме метеоритов, составляет около 4000 т в год. Привнос метеорного вещества на Землю относительно невелик, состав земной коры за счет этого вещества существенно не меняется; но в далеком прошлом эти соотношения были, вероятно, другими, и состав верхних частей Земли должен был относительно быстро существенно меняться. Первичное излучение космических лучей состоит из заряженных частиц – атомных ядер различных химических элементов в основном с малыми порядковыми номерами, главным образом, водорода и гелия, меньше лития, бериллия, бора, углерода, азота и кислорода; еще меньше других более тяжелых элементов (Z>8).